ÉTUDE DU COMPORTEMENT ISOTOPIQUE DE

Annales de la Société GéologiqtLe de Belgique, T. 94, 1971, pp. 223-236
1971
ÉTUDE DU COMPORTEMENT ISOTOPIQUE DE SYSTÈMES Rb/Sr ET
U/Pb DANS LE GRANITE HYPERALCALIN DE NOQUI
(RÉPUBLIQUE DÉMOCRATIQUE DU CONGO ET ANGOLA) (*)
par J. DELHAL (**), D. LEDENT (***),P. PASTEELS (****)et J. VENIER (*****)
(2 figures dans le texte)
ABSTRAOT
UjPb measurements on three fractions of a zircon rich in common lead do not furnish
a well esta.blished age of formation for the peralcaline granite from N oqui. It is at least
760 m. y. old.
Rb/Sr measurements yield well established isochron ages for two isotopie rehomogenisations of strontium at 533 ± l l m. y. with a Sr 87 jSr 86 initial ratio of 0,8633 for
total rocks, and at 450 ± 9 m. y. with an initial ratio of 1,2864 for minerais (aegyrine and
feldspar) of the most alcaline specimen. These two ages do not correspond to any petrographically perceptible event.
The two phases of rehomogenisation as well as the intermediate mobilisation phases
probably represent discrete steps of a slow uplift of the whole region during the posttectonic period of the west-congolian orogeny, the latest tectonic phase of which is
somewhat earlier than 620 m. y. They indicate for the different granite samples a closing
of the Rb/Sr system which occurs later in the more alcaline rocks than in the less
alcaline ones.
The age of 450 m. y. coïncides with the last age registered by biotite in the whole
area affected by the west-congolian orogeny.
RÉSUMÉ
L'âge de la formation du granite hyperalealin de Noqui n'a pas pu être précisé par
l'analyse de trois fractions de zircon riche en plomb commun. Il est au minimum d'environ 760 m. a.
Les isochrones établies par la méthode Rb/Sr mettent en évidence deux phases
importantes de réhomogénéisation isotopique du strontium qui ne se traduisent par
aucun phénomène discernable pétregraphiquement. L'une à 533 ± l l m. a. (R. i. 0,8633)
affecte complètement l'ensemble des roches du massif. L'autre à 450 ± 9 m. a. (R. i.
1,2864) affecte les différents minéraux (aegyrine et feldspath) de l'échantillon le plus
alcalin.
Par rapport à l'orogenèse ouest-congolienne qui est la dernière à avoir affecté la
région et dont la dernière phase tectonique est un peu antérieure à 620 m. a., ces deux
phases de réhomogénéisation et les stades de mobilité intermédiaires sont vraisemblablement des jalons d'une lente remontée pest-tectonique de l'ensemble de la région, qui
marquent, pour les différents échantillons du granite, une fermeture du système Rb/Sr
d'autant plus tardive que leur caractère hyperalcalin est plus accentué. L'âge de 450 m. a.
coïncide avec l'âge le plus jeune enregistré par les biotites dans toute la région soumise à
l'orogenèse ouest-congolienne.
(*) Communication présentée le 27 avril 1971, manuscrit déposé à la même date.
(**) Musée royal de l'Afrique centrale, B-1980, Tervuren, Belgique.
(***) Laboratoire de Minéralogie et de Pétrologie, Université Libre de Bruxelles,
50 av. F. D. Roosevelt, B-1050, Bruxelles, Belgique.
(****) Aardwetenschappen. Vrije Universiteit te Brussel, 105 Adolphe Buyllaan,
B-1050, Brussel.
(*****) Chercheur argentin, titulaire d'une bourse de l'Office belge de Coopération
au Développement.
224
J. DELHAL, D. LEDENT, P. PASTEELS ET J. VENIER
Le granite hyperalcalin du Noqui, parfois dénommé aussi granite de Loadi ou
de Sohio, affleure de part et d'autre de la frontière entre la République démocratique
du Congo et l'Angola, un peu au sud de la ville de Matadi.
Son extension est figurée sur les cartes géologiques par une tache arrondie
d'environ 8 km de diamètre, située à l'intérieur d'une boucle anticlinale formée par
les couches zadiniennes.
Il est, en effet, circonscrit vers l'ouest et vers le nord par la formation métasédimentaire et métavolcanique de Palabala qui constitue, avec la formation des quartzites de Matadi susjacente, la série inférieure du Zadinien, tandis qu'il est limité vers
l'est par un ensemble de gneiss granitiques appartenant au complexe de gneiss et
migmatites à calcaires cristallins de Mpozo- Tombagadio, considéré comme antérieur
au Zadinien (J. Lepersonne, 1969).
L'étude pétrographique que nous avons entreprise préalablement aux mesures
géochronologiques s'est étendue aux nombreux échantillons récoltés lors de plusieurs
campagnes au Congo et en Angola dans le granite lui-même et dans les formations
environnantes, principalement celles de J. Hugé en 1949, de J. Elquine en 1952, de
L. Cahen en 1945 et 1958, et de O. Massar en 1965.
COMPOSITIONS MINÉRALOGIQUES
La composition minéralogique particulière de ce granite, qui est d'un type classique, a été décrite dans plusieurs publications (Pereira de Sousa, Holmes, Mortelmans et d'autres, cfr liste bibliographique).
Nous nous bornons ici à en présenter les caractères essentiels. La plus grande
partie du feldspath de la roche est un feldspath mixte sodico-potassique, perthitique
ou microperthitique qui présente souvent des macles de Carlsbad, Manebach et
Baveno et occasionnellement de belles combinaisons de celles-ci. L'albite s'individualise souvent en taches limpides et maclées au sein et à la bordure des grains de microperthite. Les macles du microcline sont généralement visibles dans les plages les
plus étendues de feldspath potassique. Les principaux éléments colorés sont l'aegyrine
et la riebeckite souvent associées, et moins fréquemment la biotite lépidomélane.
La magnétite est généralement présente. La quantité et les proportions relatives des
métasilicates ferrosodiques varient d'un échantillon à l'autre. Quelques spécimens
ne contiennent pas d'autre silicate foncé que la biotite. Certains sont hololeucocrates.
Le quartz affecte parfois des formes pegmatitiques. Parmi les minéraux accessoires
et occasionnels, nous avons reconnu la calcite, la fluorine, le zircon, l'astrophyllite,
mais il existe d'autres minéraux déjà signalés ou non dont la finesse ou la rareté
rendent la détermination aléatoire. En un point du massif un échantillon (71.167) de
granite bréchié est tapissé suivant les joints d'un enduit radioactif non déterminé.
Le zircon est inégalement distribué dans le massif. Des deux échantillons volumineux traités pour en extraire le zircon nécessaire à nos mesures, l'un (71.299) a
fourni une quantité anormalement abondante de zircon, tandis que l'autre (71.300)
en était presque entièrement dépourvu.
Dans les lames minces, on constate que le zircon est concentré en certains endroits
de la roche, où il forme des amas, des chapelets et des agglomérats de grains de taille
très variable, de formes généralement trapues, en parties subhédrales en partie
quelconques et parfois prolongées d'accroissement irréguliers. En lumière parallèle, les
cristaux ont une teinte brunâtre d'intensité inégale et sont opacifiés par places. En
nicols croisés, ils présentent parfois une extinction onduleuse. Le zircon qui a été daté
(71.299) répond à ces caractères; il a été vérifié optiquement et aux rayons X; en
ÉTUDE DU COMPORTEMENT ISOTOPIQUE DE SYSTÈMES Rbjsr ET ujPb
225
concentré, il est de couleur brune et très rarement automorphe; il est plus magnétique
que ne le sont habituellement les zircons de granites de composition normale, sans
présenter toutefois la relation généralement constatée dans les zircons entre la susceptibilité magnétique et la teneur en uranium; il est en outre apparu que le plomb
extrait était anormalement riche en plomb commun. Signalons encore que du zircon
est parfois associé aux éléments colorés. Par ailleurs, nous pensons pouvoir rapporter
au zircon des sphérulites de cristaux fibreux en disposition :fibro-radiée et concentrique
de rencontre exceptionnelle (23.027). Dans un autre spécimen (23.109), des grains
de zircon constituent les centres de concrétionnements concentriques. La forme en
sphérulite très particulière avait déjà été signalée par J. P. Quin (1969), en plus d'un
zircon en amas et de toutes tailles, dans le granite albitique à riebeckite et aegyrine
du nord-ouest de la Corse. Cet auteur y voit une cristallisation deutéritique à mettre
en relation avec la grande solubilité du zircon en milieu hyperalcalin.
Pour la suite de l'exposé, il est utile de préciser que les caractères particuliers du
zircon de Noqui, sa ressemblance avec les zircons d'autres massifs hyperalcalins, la
composition hyperalcaline même du granite, rendent très peu vraisemblable l'idée que
le zircon que nous avons séparé pour nos mesures puisse avoir été hérité, en tant que
zircon, de formations plus anciennes que le granite lui-même.
Nous avons constaté, dans quelques cas déterminés, une relation entre la nature
minéralogique des éléments colorés de l'échantillon et sa situation par rapport à
l'ensemble du massif granitique. Ainsi par exemple, nos échantillons ayant le lépidomélane pour unique élément coloré et gui sont, en outre, les plus riches en calcite,
proviennent pour la plupart de la bordure sud-occidentale du massif. Mais à l'échelle
du massif, il n'existe cependant pas de données suffisantes pour mettre en évidence
un ordre éventuel dans la distribution des types présentant quelques différences sur
le plan de la nature et de la proportion des minéraux.
COMPOSITION CHIMIQUE.
La composition chimique, comme la composition minéralogique, est comparable
à celle d'autres granites hyperalcalins connus. G. Mortelmans (1948) y consacre
plusieurs pages de sa note. Un des caractères chimiques mis en évidence lors des
analyses géochronologiques est la valeur extrêmement élevée du rapport Rb/Sr, due
à une pauvreté extrême en strontium (voir tableau I).
STRUCTURES
Le critère de déformations mécaniques avait été utilisé jusqu'ici pour préciser la
position du granite dans son contexte. Mais les descriptions, souvent contradictoires,
qui furent données de sa structure témoignent du caractère complexe de celle-ci ou
tout au moins des difficultés qu'il y a à l'interpréter. Pereira de Sousa admet que la
structure est celle d'une leptynite (1913) ou d'un orthogneiss transformé en schiste
cristallin sous l'effet d'actions dynamiques importantes (1920); pour L. Cahen
(1948) par contre, les marques de déformation sont relativement négligeables.
La confusion est augmentée du fait que des microgranites situés dans le Palabala
gneissique ont été considérés à la fois comme liés au granite et mylonitiques.
Les différents aspects structuraux du granite étant liés à la nature et à la structure du milieu dans lequel il s'est mis en place, il est important de commencer par
définir ce milieu représenté par son environnement actuel. Comme nous l'avons dit,
226
.T. DELHAL, D. LEDENT, P. PASTEELS ET .T. VENIER
il s'agit, au nord et à l'ouest, de la formation de Palabala, base du Zadinien, et vers
l'Est, du complexe de Mpozo-Tombagadio considéré comme antérieur au Zadinien.
Le Palabala est constitué par une alternance de couches relativement minces de
sédiments micaschisteux et quartzitiques, de métabasites d'origine éruptive schistifiées, et de rhyolites gneissifiées. Ces dernières, aussi dénommées phyllites feldspathiques, granite-porphyres, microgranites, felsites, aplites, mylonites porphyriques,
faciès de bordure du granite etc ... , ont été considérées par certains géologues comme
des intrusions issues du granite du Noqui et injectées parallèlement aux couches,
puis déformées au même titre que celles-ci. Bien que dans des textes publiés, il ait été
question de filons (Mortelmans), aucune observation de terrain controlée pétrographiquement ne montre, à notre connaissance, une quelconque discordance entre ces
couches porphyriques et les couches encaissantes.
Notre étude, basée sur un inventaire assez complet de la plupart des échantillons
et des documents existants, montre bien que les roches rhyolitigues ou microgranitiques appartiennent, au même titre que les roches vertes, au volcanisme initial du
Zadinien.
En effet, la présence des rhyolites dans le Palabala n'est apparemment pas
liée à la proximité du granite de Noqui puisqu'on les trouve également dans le Palabala situé à de grandes distances des affleurements de granite; néanmoins, la présence de granite en profondeur ne peut, à priori, être entièrement écartée. Par contre
la présence des rhyolites ne va pas sans celle de roches vertes. D'autre part, nous avons
constaté que, parmi les couches quartzitiques et rhyolitigues, ont trouve des roches
de caractère mixte, pyroclastigue ou détritique, à éléments rhyolitiques. Il est, en
outre, évident que les rhyolites ont évolué dans les mêmes conditions de métamorphisme mésozonal et de déformation que les différentes roches du Palabala. Ce sont dans
leur état actuel des gneiss métarhyolitiques ou métaporphyriques. Enfin, au contact
immédiat du granite de Nogui, l'effet d'un métamorphisme, qui se traduit par le
développement de minéraux secondaires, cités plus loin, et par une phénomène
d'albitisation, et qui est postérieur au métamorphisme et à la gneissification zadiniens,
se manifeste aussi bien dans les métarhyolites que dans les roches vertes et dans les
métasédiments du Palabala.
Cette série d'arguments nous montre donc que les métarhyolites sont contemporaines du dépôt des sédiments du Palabala, qu'elles sont antérieures au métamorphisme zadinien, et que la formation du granite de Noqui est postérieure à celui-ci.
L'absence de faciès rhyolitique sur le bord oriental du granite de Nogui, là où celui-ci
est directement en contact avec les gneiss granitiques alcalins ou calco-alcalins du
complexe de Mpozo-Tombagadio, est un argument complémentaire montrant qu'il
n'y a pas de relation d'origine entre le granite hyperalcalin de Noqui et les métarhyolites.
Pour en revenir au métamorphisme gui se manifeste à la bordme même du
granite, remarquons que tous les auteurs qui en ont abordé l'étude s'accordent pour
y reconnaître l'influence elu granite sur les couches zadiniennes. Cette influence se
traduit par le développement de minéraux nouveaux, tels qu'une hornblende bleutée,
le grenat, la muscovite, la biotite et par la felclspathisation des micaschistes de
Palabala et des quartzites de Matadi. A l'intérieur des limites du granite, de grandes
enclaves de quartzite feldspathisé ont été signalées (Mortelmans, Corin, etc.). La
présence clans la partie centrale elu massif, de gneiss fins magnétifères sans relations
apparentes avec le granite hyperalcalin et que le récolteur (J. Elguine) a qualifiés
d'enclaves, permet de penser que toute la smface affieurante elu granite se situe à une
certaine proximité du toit du massif.
ÉTUDE DU COMPORTEMENT ISOTOPIQUE DE SYSTÈMES Rbjsr ET UjPb
227
Bien qu'elles soient comparables par la nature de leurs constituants minéralogiques, les roches granitiques qui forment le massif de Noqui présentent des aspects
structuraux et texturaux variés depuis celui d'un gneiss fin jusqu'à celui d'un granite
grossier. L'examen d'un grand nombre d'échantillons bien repérés montre qu'il
existe une relation entre les structures du granite et celles des roches encaissantes.
A la bordure du massif, les structures du granites sont, en effet, calquées sur celles des
roches zadiniennes d'une part, prézadiniennes de l'autre. Cette relation s'explique
lorsqu'on constate que le développement des minéraux caractéristiques du granite
hyperalcalin s'opère dans une trame préexistante dont la structure originelle est
conservée jusqu'à un certain stade de la transformation.
Le processus débute dans les roches encaissantes par une perthitisation des
feldspaths primitifs sans autre transformation apparente. Le stade suivant se traduit
par une restructuration des grains primitifs perthitisés, qui se marque par une
tendance à l'automorphisme, l'apparition systématique de macles de type C dans
presque tous les individus, et dans certains cas par un phénomène évident d'accr-::issement. Ces phénomènes peuvent s'accompagner de la cristallisation de quartz
graphique, pegmatitique, en dedans et en dehors des feldspaths. C'est à ce stade
qu'apparaissent les minéraux ferrosodiques caractéristiques, souvent ramassés dans
des nids, en association avec l'opaque.
La pâte interstitielle, généralement de grain plus fin, d'aspect granoblastique ou
gneissique, est le dernier témoin d'un état primitif. Lorsque la transformation est
totale, le granite est grossier, subéquigranulaire et a tous les caractères d'un granite
magmatique typique. Ce granite entièrement nouveau est observable vers l'intérieur
du massif, mais pas nécessairement au centre de celui-ci.
C'est au contact des gneiss granitiques prézadiniens que le processus de transformation est le mieux perceptible, ou tout au moins le moins discutable. Dans les
rhyolites du Palabala, qui par leur composition originelle présentent des analogies
avec le granite, la gneissification zadinienne a déjà engendré ou renforcé une perthitisation des phénocristaux primaires. Il existe, surtout en ce qui concerne les feldspaths de la rhyolite et du granite, des convergences d'aspect, parfois troublantes,
qui expliquent qu'on ait associé les deux roches dans certaines interprétations antérieures. Il n'est pas exclu d'ailleurs, que la formation du massif de Noqui ait été
occasionnée ou simplement facilitée par la présence de ces faciès rhyolitiques.
Le fait qu'en bordure du massif, le granite en voie de constitution ait gardé
l'allure gneissique des roches encaissantes, explique qu'on ait pu l'interpréter à la
manière de Pereira de Sousa, d'abord comme une leptynite, ensuite comme un
orthogneiss schistifié.
La déformation que le granite a dû effectivement subir doit être cherchée en
dehors des zones où l'observation est gênée par une structure gneissique héritée.
On constate alors que cette déformation se résume à une extinction onduleuse des
minéraux qui peut atteindre localement une cataclase modérée.
DONNÉES GÉOOHRONOLOGIQUES
Résultats analytiques.
Les résultats géochronologiques ont été obtenus par la méthode Rb/Sr appliquée
à des roches totales et à des minéraux de celles-ci, et par la méthode U /Pb sur le
zircon d'une de ces roches.
228
.J. DELHAL, D. LEDENT, P. PASTEELS ET .J. VENIER
Les mesures ont été effectuées au laboratoire du Centre belge de Géochronologie
en utilisant les méthodes décrites dans S. Deutsch, D. Ledent et P. Pasteels (1965).
Le spectromètre de masse est un appareil Atlas (modèle CH4 ) muni d'une source
pour échantillon solide à simple filament avec multiplicateur d'électrons. Les concentrations et compositions isotopiques du strontium ont été calculées à partir de la
même mesure. Le traceur isotopique est enrichi à 82 %en Sr84. Les rapports SrS7jSr86
sont calculés en admettant la valeur de 0,1194 pour le rapport SrS6jSrSS. Nous attribuons aux rapports Rb87jSrS6 une erreur globale de 2 % qui tient compte des effets
de fractionnement. Une erreur de 0,5 % a été attribuée aux rapports Sr87jSr86. Le
calcul des isochrones a été effectué suivant le programme de D. York (1966) adapté
par S. Deutsch à l'ordinateur C.D.C. 604 de l'Université de Bruxelles. Les erreurs
attribuées aux âges et aux valeurs des rapports SrS7jSrS6 initiaux représentent 2cr.
Le laboratoire destiné à la séparation du plomb et de l'uranium a été muni d'un
dispositif destiné à la filtration de l'air. Dans ces conditions, le niveau des contaminations a été réduit d'un facteur 3. Étant donné le caractère très impur des zircons,
une purification supplémentaire du plomb sur résine échangeuse d'ions, a précédé
l'extraction classique à la dithizone. Compte tenu d'erreurs systématiques possibles,
une précision de 0,3 % a été attribuée au rapport Pb207jPb 206. L'erreur statistique
seule varie de 0,1 à 0,2 % (cr).
Les résultats analytiques sont rassemblés dans les tableaux I et II.
Le zircon extrait en quantité exceptionnelle de l'échantillon 71.299 a pu être
subdivisé magnétiquement en six fractions dont trois ont fait l'objet de mesures : les
deux fractions extrêmes A (peu magnétique), B (très magnétique) et une intermédiaire
C. Les résultats ont été reportés sur le diagramme<< Concordia >>(Fig. l.).
La teneur en plomb commun de ces zircons est élevée et ne permet pas de
datation précise. Cette propriété est peu courante et constitue donc un des caractères
très particuliers observés en l'occurrence (voir plus haut). Le choix du plomb commun
de correction est critique. Nous avons utilisé le plomb commun du feldspath potassique de la même roche.
On peut remarquer que la composition isotopique de ce plomb correspond à un
<<âge conventionnel>> très faible : de 300 à 0 m. a., suivant les constantes utilisées.
Compte tenu de l'accumulation possible d'isotopes radiogéniques in situ, cette valeur
de l'âge conventionnel n'a pas grande signification.
Les deux fractions les plus magnétiques analysées (B etC), livrent, clans les limites d'erreur des âges concordant à 760 m. a. La fraction A, par contre, fournit des
valeurs, presque concordantes également, sensiblement plus élevées (de 900 à
1000 m. a.).
Deux explications sont possibles, compte tenu du peu de précision de ces résultats.
a) Le zircon est âgé de 1000 m. a. ou davantage et a perdu une proportion variable de son plomb il y a 760 m. a. Cette perte a été quasi totale pour les fractions les
plus magnétiques.
b) Le zircon s'est formé il y a 760 m. a. La fraction A, et elle seule, contient des
zircons plus anciens hérités des roches encaissantes.
Nous ne pouvons pas choisir pour l'instant entre ces deux hypothèses. D\me
part, il est logique de supposer que, si des zircons hérités se présentent, ils seront concentrés clans la fraction la moins magnétique (puisque le zircon ordinaire n'est pas
magnétique). Par ailleurs, l'examen des concentrés ne révèle pas de différences
notables entre ces fractions. On a d'autre part donné plus haut (p.225) les raisons de
t;j,
>-3
q
t;;
t9
t;;
q
TABLEAU I.
a
0
R ésultats analytiques uranium/plomb sur le zircon de l'échanti llon 71.299
~
0
1<:1
Concentration en ppm.
Composition isotopique du plomb
Ages apparents en millions d ' an nées (l )
>-3
t9
~
t9
2:
>-3
u
1
Pb total
1
Pb Rad
204
206
H
en
207
208
207/ 206
206/ 238
207/ 235
26,96
61 ,30
990
920
943
q
1
0
>-3
0
~
Fraction A
781
259,5
120,7
1,3773
lOO
1
/0
Fraction B
572
196,4
79,4
1,5780
Fra ction C
731
221,4
85,9
1,6721
lOO
29,41
1
62,42
742
778
768
t;;
t9
lOO
30,85
1
70,1 3
776
734
743
en
><
en
1
1
t9
1
1
1
1
!
>-3
t<l'
~
t9
en
(l) Calculé avec le plomb du feldspath d e la roche : 206/ 204: 18,60; 207 / 204 : 15,79; 208/ 204 : 38,62
À
U 23 8 = 1,537
x
l0- 10 a-',
À
U 23 5
=
9,72
x
l0-10 a- ',
U 23 ' /U 23 5
=
137,8
1<:1
-2:
f4
t9
>-3
q
>:acr'
t-:)
t-:)
<0
230
J . DELHAL, D. LEDENT, P. PASTEELS ET J. VENIER
TABLEAU II.
Résultats analytiques rubidium j strontium
Nature
N° R.G.
Rb ppm.
Sr ppm.
239,2
271,9
276,8
388,3
1614
338,3
474,6
270,6
475,0
822,6
21,68
28,8
14,0
15,6
10,1
18,7
10, 1
5,84
5,88
5,34
2,59
4,80
Sr87 /Sr86
Rb87 /Sr86
1,0614
1,3262
1.2887
1,7548
2,9140
1,3624
2,8367
2,0658
3,4215
17,684
1,3793
24,87
59,63
54,18
122,4
303,8
64,48
284,3
150,9
325,0
2448
13,92
1
Roche totale
Feldspath
Roche totale
Feldspath
Biotite
Roche totale
Feldspath
Roche totale
Roche totale
Feldspath
A egyrine
71.300
))
10.504
>)
))
71.299
>)
23.029
23 .109
>)
))
1
1
1
1
1
0.20
015
~
0,10
600
~00 ,
'"'·
0,05
300
>DO
0 oL-----------~
os~~----L-~~
, ~--~-L-------,~
.s----~~----~,~
.o------~~--,_Ls---~
Fig. l. -
Diagramme
<< Concordia >> r elatif au zircon de l'échantillon 71.299. Seules les
erreurs statistiques (2cr) ont été reportées.
ÉTUDE DU COMPORTEMENT ISOTOPIQUE DE SYSTÈMES Rbjsr ET UjPb
231
4.2
Sr 87
'·.1 Sr86
4,0
3,9
3,8
3,7
'f
3,5
RT 23109
3.4
3,3
3.2
3,1
3,0
• Bi 10504
2,9
/
2.8
2,7
2,6 -
2,5
2.4
2,3
2.2
1
2.1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
F 71299
1
R";f23029
2.0
1,9
1
1.8
1
1
1
1
1'110504
1,7
1.6
ï
/
/
1.5
L
299
F 71300
RT 10504
T(roches totale~)= 533:!: 11 m .a
(~~ ~~)o
= O. 8633:!: 0.0096
T(minéraux)
{~~ :~)0
0,8
= 450 :t 9m.a.
= 1. 2864:!0.0096
Rb87
Sr 86
0' 7o;-------;;so;------:100;;;----:;'-150;------::2o!::o:-----,2:;'-5o=-------=-,oo
~---,:;'-5,o - - - -,oLo_ _ ____1
,5_o_ _ __j
5oo
Fig. 2. -
Isochrones des roches totales et des minéraux. ), Rb 87 = 1,47. 10-u. a- 1
232
J. DELHAL, D. LEDENT, P. PASTEELS ET J. VENIER
TABLEAU III.
t. en m. a.l
71.300
10.504
71.299
23.109
Roche totale ~
Feldspath
Roche totale Q
Feldspath
~
Biotite
Roche totale ~
Feldspath
Roche totale
Aegyrine
Feldspath
'
'
Ri
517
0,8721
473
0,9107
446
0,9107
456
0,9283
451
445
453
1,2864
1,2864
1,2864
Isochrone calculée par les cinq roches totales :
t = 533 ± Il m. a. (2cr)
Ri = 0,8633 ± 0,0096 (2cr)
Isochrone calculée par les 3 points 23.109 :
t = 450 ± 9 m. a. (2cr)
Ri = 1,2864 ± 0,0096 (2cr).
À Rb 87 = 1,47 . 10-n. a- 1
penser que le zircon est peu susceptible d'être hérité. Quoiqu'il en soit, on peut conclure que le granite de Noqui est âgé d'au moins 760 m. a.
Cinq échantillons différents par leur composition minéralogique, leur structure
et leur position dans le massif (voir description en annexe) ont été datés par la méthode
Rb/Sr.
Les points (SrS7jSrS6, Rb87jSrS6) représentatifs des cinq roches totales se placent
sur une isochrone (fig. 2) dont la pente correspond à un âge de 533
ll m. a.
et dont le rapport (SrS7jSr86) initial est de 0,8633 ± 0,0096 m. a.
Un certain nombre de minéraux appartenant aux roches totales ont également
fait l'objet de mesures Rb/Sr.
On constate que le feldspath et l'aegyrine de l'échantillon 23.109, dont la roche
totale a le plus haut rapport Rb87jSrS6, constituent avec cette dernière une isochrone
de 450 ± 9 m. a. ayant un rapport SrS7jSr86 initial de 1,2864 ± 0,0096. Il y a eu
entre les minéraux de cette roche une réhomogénéisation du strontium radiogénique
apparemment complète.
Dans les autres cas, on a calculé les âges apparents correspondant aux isochrones
roches totales - feldspaths (tableau III). Ces âges devraient être les mêmes s'il y
avait eu homogénéisation isotopique complète au même moment dans chaque
échantillon. En fait, ils s'étagent entre 530 et 450 m. a. Leur valeur est d'autant
plus basse que le rapport Rb87jSr86 de la roche est plus grand, sans être inférieure
cependant à celle constatée pour la biotite d'une des roches (10.504).
Une réhomogénéisation complète se serait opérée il y a environ 450 m. a. pour
tous les minéraux des roches ayant un rapport RbS7jSr86 supérieur à 60. Dans les
roches de rapport inférieur à 60, le processus de réhomogénéisation aurait été incomplet ou se serait terminé plus tôt, la biotite étant le seul minéral à avoir été entière-
±
ÉTUDE DU COMPORTEMENT ISOTOPIQUE DE SYSTÈMES Rb(sr ET U(Pb
233
ment ouvert jusqu'à 450 m. a. Dans l'échantillon 71.300, dont le rapport Rb87(Sr86
est le plus faible, on peut même considérer qu'il n'y a pas eu d'échange de strontium
entre les différents minéraux après 530 m. a. En effet, le point représentatif du feldspath se situe pratiquement sur l'isochrone des roches totales.
On relève par ailleurs qu'à un accroissement du rapport Rb87(Sr86 des roches
totales correspond un accroissement considérable du rapport (Rb87(Sr86)F /
(Rb87(Sr86) RT. Ces rapports sont respectivement de 2,39, 2,26, 4,39, 7,54, pour les
échantillons 71.300, 10.504, 71.299 et 23.109.
Interprétation des résultats.
Les mesures U/Pb ne permettent pas de dater le granite. Elles indiquent cependant que la formation de celui-ci est antérieure à 760 m. a. et pourrait se situer vers
1000 m. a. ou un peu plus tôt,.
Les résultats Rb/Sr révèlent et datent avec précision deux événements; l'un à
533 ± l l m. a. concerne les roches totales, c. à d. le massif dans son ensemble
l'autre à 450 ± 9 m. a. affecte les minéraux de ces roches.
Le premier se traduit pas une isochrone dont le rapport SrS7fSrS6 initial (0,863)
est trop élevé pour qu'on puisse l'interpréter comme résultant seulement de l'assimilation des roches du soubassement transformées en granites; il est par ailleurs
invraisemblable que la haute valeur du rapport puisse avoir été apportée par le fluide
granitisant lui-même La valeur élevée du rapport initial de l'isochrone de 533 m. a.
est donc principalement la conséquence d'un phénomène de réhomogénéisation d'une
roche granitique hyperalcaline de rapport Rb(Sr élevé et dont la formation remonte
à un âge antérieur. Cet âge ne peut être établi par les résultats acquis par la seule
méthode Rb/Sr. On ignore en effet un certain nombre de données nécessaires :
on ne connaît pas le rapport Rb/Sr du massif total et notamment l'importance de
la participation de la bordure et des enclaves clans le phénomène de réhomogénéisation; on ne sait pas si le massif est resté un système fermé depuis sa formation jusqu'à son homogénéisation isotopique à 533 m. a.; le rappoxt SrS7fSrS6 initial du
granite au moment de sa constitution nous est également inconnu.
La facilité avec laquelle le Sr87 racliogénique migre hors des roches à rapports
Rb/Sr très élevés a été signalée récemment (Bottino, M. L. et al. 1970). Dans le cas
du granite de Quincy discuté par les auteurs précités, des échanges ont dû se produire
avec les roches encaissantes. En effet, c'est seulement de cette manière qu'on peut
expliquer le rapport à l'origine très bas de l'isochrone des roches totales (0, 703). Le
cas elu granite de Noqui est assez différent puisque le rapport à l'origine que l'on
observe est assez élevé (0,863). Remarquons cependant, que si le granite est sensiblement plus vieux que 760 m. a. (hypothèse a, page 228), ce rapport demeure trop
faible si l'on admet en outre que les roches analysées constituent un échantillonnage
moyen représentatif de la totalité elu massif.
On remarquera que la réhomogénéisation elu massif à 533 m. a. s'est faite d'une
manière complète bien qu'il s'agisse de roches de nature et de structure différentes
(à aegyrine et riebeckite, ou à lépiclomélane seul, grossière et massive ou fine et gneissique) et bien qu'elle n'ait été occasionnée par aucune transformation métamorphique
ou tectonique décelable pétrographiquement. Il est tout aussi remarquable que les
feldspaths rajeunissent aussi facilement que ne le fait dans ce cas et habituellement la
biotite, dès qu'ils appartiennent à un milieu très alcalin.
234
J. DELHAL, D. LEDENT, P. PASTEELS ET J. VENIER
CONCLUSIONS
La formation du granite hyperalcalin de Noqui résulte, dans sa portion affieurante, qui n'est sans doute que la partie externe du massif, de la transformation
métasomatique des formations zadinienne et prézaclinienne. Cet événement est
apparemment atectonique mais son âge, d'au moins 760 m. a. est actuellement
impossible à préciser.
Une cataclase modérée est le seul événement pétrographiquement observable
qui ait affecté le granite après sa formation. Mais, en plus d'un événement vers 760
m. a., qui pourrait être cependant celui de la formation elu granite, l'étude géochronologique met en évidence deux événements ayant marqué la roche : le premier à
533 m. a., a, produit une réhomogénéisation isotopique elu strontium à l'échelle elu
massif; le deuxième, à 450 m. a., a engendré une réhomogénéisation à l'échelon des
minéraux. Ces deux événements constituent des phases successives de l'évolution
elu granite au cours du cycle ouest-congolien. Rappelons que les connaissances géologiques et géochronologiques déjà acquises clans le Bas-Congo situent vers 620 m. a.
ou un peu plus tôt, l'âge de l'orogenèse ouest-congolienne et à 450 m. a. l'âge de
l'ultime stabilisation traduit par l'âge apparent des biotites (Cahen et al., 1963).
Au moment elu paroxysme de l'orogenèse ouest-congolienne, dont le région de
Borna est sans cloute l'ancienne aire géosynclinale, le granite de N oqui elevait faire
partie elu soubassement d'une certaine épaisseur de sédiments ouest-congoliens. Il n'a
été que faiblement affecté mécaniquement.
Les deux phases de réhomogénisation qui viennent ensuite sont vraisemblablement les étapes d'une lente remontée de l'ensemble de la région; les âges enregistrés
fixeraient, clans ce cas, les moments de l'arrêt de certaines formes de mobilité isotopique à l'intérieur elu granite, qui dépendent de sa composition et des conditions thermodynamiques elu milieu ambiant.
Du point de vue géochimique, on est porté à voir une relation entre la nature
hyperalcaline et la très faible teneur en Sr commun elu granite, l'origine métasomatique de sa portion visible, et l'extraordinaire mobilité isotopique elu strontium
radiogénique qui conduit à des réhomogénéisations d'abord à l'échelle du massif tout
entier et puis des minéraux seulement, toujours en l'absence de manifestations métamorphiques ou dynamiques observables.
Indépendamment de l'intérêt qu'elle peut présenter pour la connaissance géologique et géochronologique du Bas-Congo, cette note met en évidence certains aspects
de pétrogenèse et de comportement isotopique dans un type particulier de granite.
Par ce côté, elle apporte une contribution clans le domaine des recherches entreprises sous la direction de L. Cahen concernant le comportement des granites clans
les orogènes superposés et la signification de certaines formes de réhomogénéisation
isotopique clans divers types de granite. Plusieurs publications ont traité de problèmes
de cet ordre à l'occasion de travaux géochxonologiques sur des granites elu Congo et
de régions voisines (L. Cahen, J. Delhal et S. Deutsch, 1967 et 1971, L. Cahen et al.,
1970).
REMERCIEMENTS
Ce travail a été réalisé clans le cadre elu Centre belge de Géochronologie groupant
les Services de Géologie et de Géochimie nucléaires et de Minéralogie-Pétrologie de
l'Université Libre de Bruxelles, et le Département de Géologie et de Minéralogie du
Musée royal de l'Afrique centrale (Tervuren).
ÉTUDE DU COMPORTEMENT ISOTOPIQUE DE SYSTÈMES Rbjsr ET ujPb
235
Il a bénéficié d'un subside du Fonds belge de la Recherche scientifique fondamentale collective d'initiative ministérielle. L'un des auteurs (J. Venier) bénéficiait
d'une bourse de l'Office belge de Coopération au Développement.
Les auteurs remercient L. Cahen, S. Deutsch et J. Lepersonne qui les ont conseillés et aidés.
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Least squares fitting of a straight line. Oanad. Joum. Phys., 44,
LOCALISATION ET DESCRIPTION SUCCINCTE DES ÉCHANTILLONS DATÉS
Le rJ,uméro précédé de R. G. est celui du répertoire général de la Section de Géologie
générale du Musée royal de l'Afrique centrale à Tervuren où les échantillons et la documentation les concernant sont conservés. Le n° R. G. est suivi du nom du récolteur et du
no d'origine.
R. G. 10.504 (L. Oahen, O. 1087), route Noqui-Salvador, Angola; bord occidental
du massif.
Granite hyperalcalin à lépidomélane, magnétite, calcite, fluorine (sphène).
R. G. 23.029 (J. Elquine, 28), un peu au nord de la frontière, République démocratique du Congo; partie nord du massif.
Granite hyperalcalin à aegyrine, riebeckite, astrophyllite, (fluorine).
R. G. 23.109 (J. Elquine, 107), entre la frontière et le village de Kingufu, Angola;
partie centrale du massif.
Granite hyperalcalin à aegyrine, riebeckite, un peu de lépidomélane, magnétite,
zircon.
R. G. 71.299 (L. Oahen, 0.102), village de Loadi, République démocratique du Congo;
bord nord du massif.
Granite hyperalcalin à aegyrine, riebeckite, opaque, accessoirement lépidomélane,
ZirCOn.
R. G. 71.300 (L. Oahen; 0 lOO), carrière de Kinzau, route de Matadi-Loadi, République démocratique du Congo; bord nord du massif.
Granite fin d'allure gneissique, porphyrique, à aegyrine.
Suivant l'interprétation développée dans le texte, cette roche est probablement une
métarhyolit,e de la formation de Palabala, métasomatisée.